Manyetik anomaliYapma gravite anomalis
3.1.7 Yapma Gravite Dönüşümü (Pseudo Gravity)
Arazide alınan manyetik verilerin gravite verileriyle karşılaştırılabilmesi için manyetik verilere yapay gravite alanı yöntemi uygulanmıştır(Şekil 3.18).
3.1.8 Yapı Derinliği Analizi
Gravite anomalilerinin modellenmesinde derinlik önemli bir faktör olarak rol oynamaktadır. Taban derinliğinin saptanabilmesi için ilk olarak üssel yoğunluk işlevi oluşturulmuştur(Şekil 3.19). Bunun için de eldeki jeolojik ve jeofizik verilerden yararlanılmış ve işlemler sonucunda taban topoğrafyası elde edilmiştir.
Chai ve Hinze(1988) tarafından önerilen; ) 1609 , 0 exp( 5 , 0 ) (z z g =− − ∆
üssel yoğunluk işlevine karşılık gelen derinliğe karşı yoğunluk verileri (Şekil 3.19) ikinci dereceden bir fonksiyona uyarlanarak (g(z)=a0 +a1z+a2z2)katsayılar
a0=-0,7 a1=0 a2=0 olarak hesaplanmıştır.
Anomali haritası 1 km örnekleme aralığıyla sayılaştırılan bölgenin taban derinliğini saptamak amacıyla a0, a1, a2 katsayıları kullanılarak Şekil 3.20 elde edilmiştir.
Şekil 3.1 Gravite Anomali Haritası
(a)
(b)
(c) Şekil 3.3 Gravite verilerine (a) h=1km için, (b) h=2km için, (c) h=5km
için aşağı analitik uzanım
mGal
mGal
(a)
(b)
(c) Şekil 3.4 Manyetik verilerine (a) h=1km için, (b) h=2km için, (c) h=5km için aşağı analitik uzanım
nT
nT
(a)
(b)
(c) Şekil 3.5 Gravite verilerine (a) h=1km için, (b) h=2km için, (c) h=5km için yukarı analitik uzanım
mGal
mGal
(a)
(b)
(c) Şekil 3.6 Manyetik verilerine (a) h=1km için, (b) h=2km için, (c) h=5km için yukarı analitik uzanım
nT
nT
(a)
(b)
(c) Şekil 3.7 Rezidüel gravite verilerine (a) Trend derecesi 1 için, (b) Trend derecesi 6 için, (c) Trend derecesi 8 için trend analizi
mGal
mGal
(a)
(b)
(c) Şekil 3.8 Rezidüel manyetik verilerine (a) Trend derecesi 1 için, (b) Trend derecesi 6 için, (c) Trend derecesi 8 için trend analizi
nT
nT
Şekil 3.9 Gravite verilerine uygulanan trend analizi işleminde trend derecesi ile korelasyon katsayısı ve uyumun iyiliği grafiği
Şekil 3.10 Manyetik verilerine uygulanan trend analizi işleminde trend derecesi ile korelasyon katsayısı ve uyumun iyiliği grafiği
(a)
(b)
(c) Şekil 3.11 Gravite verilerine çeşitli kesme dalga sayısı uygulanan süzgeçler sonucu elde edilen gravite verileri (a) 0 - 0,1 devir/veri, (b) 0 - 0,2 devir/veri, (c) 0 - 0,35 devir/veri
mGal
mGal
(a)
(b)
(c) Şekil 3.12 Manyetik verilerine çeşitli kesme dalga sayısı uygulanan süzgeçler sonucu elde edilen manyetik veriler (a) 0 - 0,1 devir/veri, (b) 0 - 0,2 devir/veri, (c) 0 - 0,35 devir/veri
nT
nT
Şekil 3.13 Gravite verilerine uygulanan ikinci düşey türev anomali haritası
Şekil 3.14 Manyetik verilerine uygulanan ikinci düşey türev anomali haritası
mGal
-85 -81 -77 -73 -69 -65 -61 -57 -53 -49 -45 -41 -37 -33 -29 -25 -21 mGal
Şekil 3.15 Gravite verilerine uygulanan sınır analizi
-100 -20 60 140 220 300 380 460 540 620 700 780 860 940 nT Max. Genlikler 1.5 to 2 2 to 3 3 to 4.5
Şekil 3.16 Manyetik verilere uygulanan sınır analizi
Max. Genlikler 4 to 7 7 to 11 11 to 15.77
240000 260000 280000 300000 320000 340000 360000 4380000 4400000 4420000 -600 -550 -500 -450 -400 -350 -300 -250 -200 -150 -100 -50 0 50 100 150 200 250 300 350 400 450 500 550 600 650 700
Şekil 3.17 Manyetik verilere uygulanan kutba indirgeme yöntemi sonucu manyetik anomali
240000 260000 280000 300000 320000 340000 360000 4380000 4400000 4420000 -2600 -2400 -2200 -2000 -1800 -1600 -1400 -1200 -1000 -800 -600 -400 -200 0 200 400 600 800 1000 1200 1400 1600 1800 2000 2200 2400 2600 2800
Şekil 3.18 Manyetik verilere uygulanan yapay gravite alanı yöntemi sonucu manyetik anomali nT
-4000
-3500
-3000
-2500
-2000
-1500
-1000
-500
0
0
0,2
0,4
0,6
0,8
Yoğunluk Farkı
D
er
in
lik
(m
)
Şekil 3.19 Eskişehir ve çevresi için varsayılan yoğunluk modeli
0 4 8 12 16 20 24 28 32 8 6 4 2 0 D er in lik (k m ) Uzaklik (km) -30 -20 -10 0 10 G ravi te D ege ri ( m G a l) Gözlenen Hesaplanan
Şekil 3.21 Gravite anomali haritasından alınan A-A' kesiti -0.7 gr/cm3
yoğunluk farkı değeri için saptanan yeraltı taban topoğrafyası
0 4 8 12 16 20 24 28 32 8 6 4 2 0 D er in lik ( km ) Uzaklık (km) -30 -20 -10 0 10 20 G ravi te D e ğ er i ( m G al) Gözlenen Hesaplanan
Şekil 3.22 Gravite anomali haritasından alınan B-B' kesiti -0.7 gr/cm3
44
Bölgenin genel jeolojisi için Osmangazi Üniversitesi BAP Komisyonu tarafından hazırlanmış olan Eskişehir bölgesinin neotektonik dönemdeki tekteno-stratigrafik ve sedimantolojik gelişim adlı raporundan (Ocakoğlu, 2003) , Gözler vd.(1985) ve Altunel ve Barka(1998) makalelerinden yararlanılarak bilgi edinilmiştir.
Çalışmanın amacı bir anlamda da potansiyel alan verilerine uygulanan jeofizik veri-işlem yöntemlerini tanımlamaktır. Bu veri-işlem yöntemlerinin bölgenin gravite ve manyetik verilerine uygulanması sonucunda da Eskişehir ve çevresinin genel yapısal ve tektonik özelliklerine bir yorum getirilmeye çalışılmıştır. Bu amaçla, Eskişehir ve çevresinde MTA tarafından gerçekleştirilen çalışmalarda toplanan bölgenin 1 km aralıkla örneklenmiş 1/100.000 ölçekli gravite ve manyetik anomali haritalarının sayısal değerleri kullanılmıştır.
Çalışma alanının gravite ve manyetik anomali haritaları incelendiğinde güneyde Kalkanlı, kuzeyde Altıpatlar'ı içine alan bölgede KB-GD uzanımlı negatif gravite anomali değerleri gözlenirken, manyetik anomalilerde ise bu bölgede pozitif manyetik anomali değerleri göstermektedir. Bunun nedeni olarak bölgede bulunan Triyas yaşlı ofiyolit topluluğu ve Pleyistosen yaşlı tortullar olduğu düşünülmektedir. Anomali haritalarına bakıldığında Efsunbaba tepesi civarında da Neojen yaşlı piroklastiklerin yoğunlukta olduğu negatif gravite anomali değerleri gözlenmekte, kuzeye doğru gidildikçe bu değerler artmakta ve metamorfiklerin yoğunlukta olduğu Bakırlıbaşı tepe civarında maksimum anomali değerlerine ulaşmaktadır.
Trend analiziyle, gravite ve manyetik anomalilerin içerdiği rejyonal (bölgesel) dış etki, veriden uzaklaştırılarak, yüzeye yakın kısımların etkisini içeren rezidüel anomalilerinin yorumunun daha kolay yapılması sağlanmıştır. Eskişehir ve çevresine uygun bulunan 6. derece trend anomali haritası KB-GD uzanımlı negatif rezidüel gravite anomali değerlerinin bulunduğu Kalkanlı-Altıpatlar arasındaki bölgeyi net bir
şekilde göstermektedir. Aynı belirtiler derin kütlelerin etkilerini gösteren h=1 km, h=2 km ve h=5 km için ayrı ayrı verilere uygulanan yukarı analitik uzanım haritalarında ve 0-0,1 devir/veri aralığı, 0-0,125 devir/veri aralığı, 0-0,2 devir/veri aralığı, 0-0,25 devir/veri aralığı, 0-0,3 devir/veri aralığı ve 0-0,35 devir/veri aralığı kesme dalga sayıları için ayrı ayrı uygulanan süzgeçler sonucunda elde edilen haritalarda da görülmektedir. Alçak geçişli süzgeçler, derin kökenli yapısal anomalilerin varlığını belirginleştirmiştir.
İkinci Türev yöntemi, filtre karakteristiği gösteren bir ayırım yöntemi olmakla birlikte formasyon sınırları, tektonik hatlar veya anomaliye neden olan yapının sınırları gibi çizgisellikler belirlenmeye çalışılmış, fakat bizim verilerimizde bu yöntem ile istenilen sonuca ulaşılamamıştır.
Gravite verilerine uygulanan sınır analizi yöntemi sonucunda Eskişehir ve çevresindeki maksimum genlikler belirlenmiştir. Elde edilen maksimum genlikler yapı sınırlarını göstermektedir. Şekil 3.15'de görülen 4-7, 7-11 ve 11-15,77 arasında değişen maksimum genlikler KB-GD uzanımlı Eskişehir fay zonu hattını belirgin olarak göstermektedir ve bu hat negatif gravite anomali değeri değerleri ile pozitif gravite anomali değerlerine sınır oluşturmaktadır. Bu durum, negatif gravite anomali değerleri bulunan Eskişehir fay zonunun güneyinde kalan bölge çökelim havzasını oluştururken, pozitif gravite anomali değerleri bulunan Eskişehir fay zonunun kuzeyinde kalan bölge yükselim göstermektedir.
Manyetik verilere uygulanan sınır analizi yöntemi sonucunda da Eskişehir ve çevresindeki maksimum genlikler Şekil 3.16'de görülmekte ve bu maksimum genlik değerleri 1,5-2, 2-3 ve 3-4,5 arasında değişmektedir. Güneyde Kalkanlı, kuzeyde Altıpatları içine alan Pleyistosen yaşlı tortullardan ve Triyas yaşlı ofiyolit topluluklarından oluşan çökelim havzasının sınırlarını belirgin olarak göstermektedir.
Gravite ve manyetik anomali haritaları üzerinde G-K yönlü A-A' ve B-B' kesitleri alınmıştır. Bu kesitler üzerinde belirlenen rezidüel değerlere yapı derinliği analizi uygulanarak Eskişehir ve çevresi için derinlik ve yoğunluk bilgileri hesaplanmıştır. Yer altı taban topoğrafyasının düşey sonsuza uzanan dikdörtgen prizmalarla
tanımlandığı ters çözüm işleminde 1 km örnekleme aralığı ile sayısallaştırılan A-A' ve B-B' rezidüel gravite anomali kesitleri değerlendirilmiştir. Bu değerlendirmede Eskişehir ve çevresinin ortalama derinliği 4 km, yoğunluk farkı değeri 0,7 g/cm3, taban yapının alt sınırı 0 km, üst sınırı 8 km olarak alınmıştır. A-A' kesitine uygulanan analiz sonucunda güneyden kuzeye gidilirken ilk 0-4 km arasında Neojen yaşlı piroklastiklerden meydana gelen yaklaşık 8 km'lik bir taban derinliği ve 16. - 22. km'lere denk gelen Pleyistosen yaşlı tortulların oluşturduğu bölgede 8-10 km'lik bir taban derinliği havzası görülmektedir. B-B' kesitine uygulanan analiz sonucunda da güneyden kuzeye gidilirken 7. - 13. km'ler arasında bulunan Pleyistosen yaşlı tortullardan ve ofiyolit topluluğundan meydana gelmiş bölge 8-10 km'lik bir taban derinliği göstermektedir.
KAYNAKLAR
Akçığ, Z. ve Pınar, R.(1994), Gravite ve manyetik arama yöntemleri, Dokuz Eylül
Üniversitesi, Mühendislik Fakültesi, Jeofizik Mühendisliği Yayını, İzmir, c.249,
93-95.
Alp, B.(2000). Mikrogravite profil verilerinin değerlendirilmesi ve çöküntü
alanlarının taban topoğrafyasının saptanması, bitirme projesi, Dokuz Eylül
Üniversitesi, 1-6.
Altunel, E. ve Barka, A. (1998). Eskişehir fay zonunun İnönü-Sultandere arasında neotektonik aktivitesi, Türkiye Jeoloji Bülteni, c.41(2), 41-52.
Ateş, A.(2004), JF314 Gravite ve manyetik yöntemler ve uygulamaları, ikinci baskı, Ankara Üniversitesi.
Athy, L.F.(1930), Density, prosity and compaction of sedimentary rocks. Bulletin of the American Association of petroleum Geologists 14, 1-24.
Ayaroğlu, H.(1979). Bozüyük metamorfiklerinin (Bilecik) petrokimyasal özellikleri:
Türkiye Jeo. Kur. Bült., 22, 1, 101-107.
Baranov, V. (1957). A new method for interpretation of aeromagnetic maps pseudo- gravimetric anomalies. Geophysics, 22, 359-383.
Barka, A., Reilinger, R., Şaroğlu, F. ve Şengör, A.M.C. (1995). The İsparta angle. İts
importance in the neotectonics of the eastern Mediterranean region. IESCA-
1995 Proceedings.
Bhaskara Rao, D., 1986. Modelling of sedimentary basins from gravity anomalies with variable density contrast, Geophysical Journal Royal Astronomical Society,
Bhaskara Rao, D., Prakash, M.J., Ramesh Babu, N., 1990. 3-D and 2-1/2-D modelling gravity anomalies with variable density contrast, Geophysical.
Prospecting, 38, 4, 411- 422.
Blakely, R.J. (1995). Potential theory in gravity and magnetic applications. Cambridge University Press.
Blakely, R.J. and Simpson, R.W. (1986). Approximating edge of source bodies from magnetic or gravity anomalies. Geophysics, 51, 1494-1498.
Boyuer, C.A. (1993), Değişken yoğunluk farkı ile gravite anomalilerinin üç boyutlu
analizi, bitirme ödevi, Dokuz Eylül Üniversitesi Mühendislik Fakültesi Jeofizik
Mühendisliği Bölümü, 3-41.
Chai, Y. ve Hinze, W.J.(1988). Gravity inversion of an interface above which the density contrast varies exponentially with depth. Geophysics 53, 837-845.
Cordell, L. ve Grauch, V.J.S. (1982). Reconciliation of the discrete and integral fourier transform. Geophysics, 47, 237-243.
Çoğulu, E.(1967). Etude petrographique de la region de Mihallıççık(Turquie):Tez, Zürih.
Demirkol, C. (1977). Üzümlü-Tuzaklı(Bilecik) dolayının jeolojisi: Türkiye Jeol. Kur.
Bült., 20, 1, 9-16.
Doğan, M. ve Ateş, A. (1998). Methods for interpretation of synthetically produced archaeomagnetic data. Journal of the Balkan Geophysical Society, 1(2), 27-37. Dyrelius, D. and Vogel, A. 1972, Improvement of convergency in iterative gravity
Ekinci, Y.L., Kaya, M.A.(2006). Manyetik verilerde sınır analizi yöntemi kullanılarak gömülü arkeolojik yapı sınırlarının tanımlanması, Yerbilimleri,
27(2), 97-107.
Erden, F. (bt). Eskişehir-Mihalıççık bölgesi gravite etüdü. MTA Report No.62901, Ankara.
Fuller, B.D. (1967), Two dimensional frequency analysis and grid operators. Mining
Geophysics, 2, 658-708.
Gözler, M.Z., Cevher, F. ve Küçükayman, A. (1984-1985). Eskişehir civarının jeolojisi ve sıcak su kaynakları. MTA Dergi, 103-104, 40-55.
Gözler, M.Z., Cevher, F., Küçükayman, A. ve Asutay, H.J. (1997). Orta Sakarya ve güneyinin jeolojisi. MTA Report No.9973, Ankara
Hedberg, H.(1936). The gravitational compaction of clays and shales. American Journal of Science 31, 241-287.
Henderson, R.G. ve Zeitz, I. (1949). The upward continuation of anomalies in total magnetic intensity fields. Geophysics, 14, 517-534.
Karadut, E.E.(2002), Kerkenes(Yozgat) sahasında arkeolojik amaçlı jeofizik
çalışmalar, yüksek lisans tezi, Ankara Üniversitesi Fen Bilimleri Enstitüsü, s:22-
28.
Kulaksız, S.(1981). Sivrihisar KB sının jeolojisi: HÜYB Derg., 8, 103-124.
Kulaksız, S. ve Phillips, WM. R.(1983). Eski bir yitim zonunun mineralojisi (Sivrihisar- Balçıkhisar). HÜYB Derg., 10, 95-104.
Marquardt, D. W., (1963). An algorithm for least-squares estimation of non-linear parameters. Jour. Soc. Indust. Apl. Math. II, 431-441.
Maxant, J.(1980). Variation of density with rocktype depth and formation in the Western Canada Basin from density logs. Geophysics 45, 1061-1076.
Murthy, I. V. R., (1990). Magmatic anomalies of two-dimensional bodies and algorithms for magmatic inversion of dykes and basement topographies. Proc.
Indian Acad. Sci.(Earth Planet) 99, 4, 549-579.
Murthy, I. V. R. and Rao, P. R., 1993, Inversion of gravity and magmatic anomalies of two dimensional polygonal cross section. Computers & Geosciences 19, 1213-1228.
Murthy, I. V. R. and Rao, S. J., 1989, A FORTRAN 77 program for inverting the gravity anomalies of two dimensional basement structures. Computers &
Geosciences 15, 1149-1159.
Ocakoğlu, F., Osmangazi Üniversitesi Bilimsel Araştırma Projeleri Komisyonu,
Eskişehir bölgesinin neotektonik dönemdeki tekteno-stratigrafik ve sedimantolojik gelişimi, I. Dönem Gelişme Raporu, 15 Mayıs 2003-15 Kasım
2003, 5.s
Özyalın, Ş. (2003). Potansiyel alanlarda otomatik değerlendirme teknikleri ve
arkeolojik alanlara uygulanması, doktora tezi, Dokuz Eylül Üniversitesi, Fen
Bilimleri Enstitüsü (yayımlanmamış).
Özyazıcı, E.M.(1962). Eskişehir rezistivite ve termik etüdü. MTA Report No.3230, Ankara.
Pedersen, L. B., 1977, Interpretation of potantial field data. A generalized inverse approach. Geophys. Prosp. 25, 199-230.
Phillips, J.D. (2001). Processing and interpretation of aeromagnetic data for the
Santa Cruse basin-Pategonia mountains area, South-Central Arizona-A Preliminary Report. U.S. Geological Survey Open File Report.
Pınar, R. (1984), Potansiyel alanlarda yukarı ve aşağı analitik uzanımlar, Madencilik,
Cilt XXIII, Sayı 2
Roest, W.R. ve Pilkington, M. (1993). Identifying remanent magnetization effects in magnetic data. Geophysics, 58(5), 653-659.
Sarı, C. (1984), Ankara-Polatlı bölgesi potansiyel alan verilerinin veri-işlem
yöntemleriyle yorumu, yüksek lisans tezi, Dokuz Eylül Üniversitesi, Fen
Bilimleri Enstitüsü, 7-19, (yayımlanmamış).
Şapçıoğlu, C. (1980), Trend analizi yöntemiyle Ege-İzmir bölgesi Bouguer anomali
haritasının değerlendirilmesi, diploma çalışması, Ege Üniversitesi, Yerbilimleri
Fakültesi, Jeofizik Mühendisliği Bölümü, 2-15.
Şentürk, K. ve Karaköse, C. (1981). Orta Sakarya bölgesinde Liyas öncesi ofiyolitlerin ve mavi şistlerin oluşumu ve yerleşmesi. Türkiye Jeol. Kur. Bült.,
24, 1, 1-10.
Weingart, W.(1954). 56/2, 56/4 Sivrihisar ve 57/1, 57/3 Ankara paftalarının jeoloji haritası hakkında rapor. MTA Rap., 2248 (yayımlanmamış)
EK-1